авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 || 3 | 4 |   ...   | 7 |

«Н.А.М о с и е н к о АГРОГИ ДРОЛОГИ ЧЕСКИ Е ОСНОВЫ н а п ри м ере т т TE7 L IT л г г З ап адн ой С аб и р а, У р ала ...»

-- [ Страница 2 ] --

Таблица 2. Водный бал анс зоны аэрации в период вегетации яровой пшеницы С аратовская 29 в 1,975 г. (по А. А. Сенькову) И Э л ем ен ты водно го бал ан са зоны аэр ац и и, мм js а С ум м ар н о е ч о -S х м и спарени е, mз - расход в л аги р асх о д полив. инф ильтрация мм осадки 2 гр ун т о в ы х вод почвы Южный чернозем М инерализация грунтовой воды 0,4 г/л 57 5 772 25 2 3 72 57 — 240 76 144 240 57 - - М инерализация грунтовой воды 5,0 г/л 1 592 57 5 13 2 240 57 76 270 — 3 57 2 40 ' 128 — Каштановые почвы Минерализация грунтовой воды 0,4 г/л ' 21 64 1 25 57 2 — 54 57 203 3 57 21 240 — Минерализация грунтовой воды 5,0 г/л 1 19 58 25 57 — 2 152 240 43 — 3 57 20 240 — По метеорологическим условиям годы исследования были следующими: 1970, 1973, 1976 и 1979 — средневлажные;

1971, 1974, 1975, 1977 и 1979 — среднезасушливые и 1972 — остроза­ сушливый. На основе анализа наших исследований на лизиметри­ ческих воднобалансовых участках было установлено, что количе­ ство грунтовых вод, используемых той или иной орошаемой культурой, следует оценивать по экспериментальным данным лизиметров, а при отсутствии их — по выражению (2. W T = E BK T, / где W T — используемые грунтовые воды;

Е в — суммарное водо­ потребление;

Кг — коэффициент грунтовых вод в долях от сум­ марного водопотребления.

Коэффициенты использования грунтовы х вод, по осреднен ным данны м наших исследований, представлены в таб л. 2.7.

В сум м е за весь период вегетации расход грунтовы х вод в зону аэрации различен под разными кул ьтур ам и не только из-за р а з­ личной продолжительности их вегетационного периода, но и вследстви е различий в метеорологических условиях, а т а к ж е из за биологических особенностей каж до й кул ьтур ы в отдельности (например, иссуш ающ ее действие корневой си стем ы ).

Таблица 2. Осредненные значения коэффициентов использования грунтовых вод по м атериалам фактических наблюдений на Урале Г луб и н а за л е га н и я гр ун то в ы х в о д, м Г луб и н а акти вн о го К ультура 2,5 3,0 3, сл о я, м 0,5 1,0 1,5 2, Супеси и легкие суглинки (каш тановы е и обыкновенные черноземы) 0,1 0,2 0,6 5 0,40 — — — 0,4 — 0, Пропашные и овощные 0, 0,30 0,0 3 — — 0,8 5 0,5 Зерновые 0, 0,0 0,70 0,40 0,12 0, Лю церна и другие мно­ 1 м и бо­ 1,0 1, голетние травы лее Средние и тяжелые суглинки (выщелоченные и южные черноземы) 0,25 0,1 5 0,0 0,80 0, Пропашные и овощные 0,4 - 0,6 — — — 0,3 0,9 0 0,5 5 0,2 0 0,08 0,0 Зерновые 0, 0,8 0 0,2 7 0,15 0,0 Лю церна и другие мно­ 1,0 0,6 1, 1 м и бо­ голетние травы лее Обобщение литературных источников и результаты наших многолетних исследований на лизиметрических и воднобалансо­ вых площадках в степной и лесостепной зонах Южного Урала и Западной Сибири позволили утверждать, что расход грунто­ вых вод в зону аэрации зависит от следующих факторов:

— при установившемся режиме влагообмена он определяет­ ся как некоторая часть суммарного испарения (табл. 2.6), ко­ торая в свою очередь зависит от вида растения, фазы его разви­ тия и водно-физических свойств почвогрунтов;

при неустановившемся режиме влагообмена необходима — оценка степени увлажненности почвогрунтов зоны аэрации;

— существует определенная критическая точка (диапазон) влагозапасов перехода от нисходящего потока к восходящему влагопереносу.

Учитывая эти закономерности, автор и А. А. Дерингер [134] предприняли попытку построить расчетную схему расхода г-рун-.

товых вод в активный слой почвогрунтов для орошаемых мас­ сивов Южного Урала. В качестве теплоэнергетического фактора формирования расхода грунтовых вод в зону аэрации вместо Ео принята температура воздуха (величина, непосредственно прог­ нозируемая, в отличие от Eq) в предположении, что E0~q(t).

Температура воздуха (косвенно) характеризует вид подстила­ ющей поверхности.

По данным лизиметрических и воднобалансовых расчетов за декадные интервалы построена зависимость (2.-5) J^ = V( W, H ), где W— влагозапасы в метровом слое почвогрунтов, % НВ;

Я — уровень залегания грунтовых вод, м.

к/l т/°С 03 80% Н 70%Н В 0, 0, О Рис. 2.4. График зависимости (K/t)=q(H) для расчета р асхо д а грунтовых вод в активный слой почвы.

Следует отметить, что к расчету привлекались также данные, полученные на соседних неорошаемых полях. По результатам наблюдений на богаре построены графики зависимости влаго­ запасов в метровом слое почвогрунтов от глубины залегания грунтовых вод в бездождные интервалы вегетации сельскохозяй­ ственных культур (рис. 2.4). Кривая №= ср(Я) является огра­ ничением сверху графической схемы (рис. 2.5), т. е. при уста­ новившемся режиме вертикального влагопереноса существуют некоторые (K / t ) max соответствующие Я. При некотором задан­ ном Я по мере увеличения W значения K / t снижаются. По на­ шим данным, подпитка в активный слой почвогрунтов прекра­ щается или становится весьма небольшой в определенной для каждой Я точке (рис. 2.5).

По материалам лизиметрических исследований за 1974— 1976 гг. в совхозе «Петровский» Челябинской области был рас­ считан ход отношения размеров подпитки в корнеобитаемый слой к оптимальному испарению с орошаемого поля капусты сорта Подарок при Я = 2,0 м (рис. 2.6). Значение KIE0P характе­ t ризует степень использования грунтовых вод растениями при испа­ рении внутри вегетационного периода [61]. При этом max (/С/оРт)= 0,65, a rnin (К[Еорт =0,35, т. е. по мере развития ) корневой системы растений степень использования грунтовых вод возрастает в 1,8— 1,9 раза (у С. И. Харченко это отношение со­ ставляет около 1,7).

К/Е Нм б г V \ \ _1_ 40 W %НВ 60 Р ис. 2.5. График зависимости Рис. 2.6. Х о д отношения подпитки влагозап асов метрового слоя поч­ активного слоя почвы К. к оптималь­ вы от глубины залегания грун то­ ному водопотреблению Е0 для о р о ­ вых вод. ш аемого поля капусты в совхозе «Петровский» Челябинской области.

Выводы 1. Каштановые почвы и маломощные (обыкновенные и юж­ ные) черноземы по водно-физическим и мелиоративным свой­ ствам являются ценными в сельскохозяйственном и агрономиче­ ском отношении. Однако в Срединном регионе водный режим этих почв неблагоприятен для сельскохозяйственных культур и не обеспечивает нормального снабжения продуктивной влагой на период вегетации. \ 2. Дождевание почв легко- и среднесуглинистого механи­ ческого состава в степной зоне может осуществляться с интен­ сивностью не более 0,5—0,8 мм/мин, а тяжелосуглинистого — с интенсивностью 0,2—0,4 мм/мин.

3. Глубина промерзания почвы в большой мере зависит от мощности снежного покрова: на полях со значительным снеж­ ным покровом (стерня, кулисы) почва промерзает до 65 см, а на полях с маломощным покровом— до 248 см. В лесной полосе при средней высоте снега в 62 см глубина промерзания не пре­ вышает 72 см.

Оттаивание почвы начинается после схода снежного покрова и происходит преимущественно сверху;

в солнечные дни оттаи­ вание происходит и при отрицательной тем п ературе. П окрытие почвы водой не уско р яет хода оттаивания.

4. Расчет расхода грунтовых вод в зону аэрации рекоменду­ ется проводить по приведенным формулам. По мере развития корневой системы растений степень использования грунтовых вод возрастает (в 1,8— 1,9 раза).

5. Основная задача при орошении каштановых и чернозем­ ных почв в степной и лесостепной зонах Срединного региона должна сводиться к недопущению подъема грунтовых вод и пе­ ремещения солей к поверхности.

Г л а в а 3. Г И Д Р О Л О Г И Ч Е С К И Е О С Н О В Ы Л И М АН Н О ГО О РО Ш ЕН И Я Лиманное орошение, по Б. А. Шумакову [205],— один из спосо­ бов задержания снеговых вод на водосборе для увлажнения сельскохозяйственных угодий. При проектировании лиманного орошения в степной зоне основными исходными материалами являются данные о снегозапасах по элементам рельефа малых водосборов, размеры весеннего стока и оросительных норм.

В настоящей главе сделана попытка количественно оценить, какая доля снеговых вод, остающихся на водосборе, идет на внутренний замкнутый сток и может быть использована на ли­ манное орошение, а какая часть их.расходуется на инфильтра­ цию и испарение. Выполненные автором исследования показы­ вают, что использование местного Ьтока как источника ороше­ ния обладает рядом особенностей, которые должны, учитывать­ ся при водохозяйственных расчетах систем лиманного брошения.

3.1. Основные факторы весеннего стока Степная зона Срединного региона в гидрологическом отношении является чрезвычайно интересным районом. ' Здесь ! наблюдается короткое, но исключительно высокое весеннее половодье, в про­ должение которого проходит преобладающая часть годового стока.

Основные факторы, определяющие сток весеннего половодья, можно разбить на две крупные группы: к первой из них относятся климатические факторы, ко второй — прочие физико-географиче­ ские (рельеф, геолого-почвенные условия,, растительность). Кроме того, на процессах формирования поверхностного стока сказыва­ ется культурно-хозяйственная деятельность человека (освоение целинных и залежных земель, строительство прудов, водоемов и др.).

Д ля весеннего периода по В. С. Мезенцеву и И. В. Карнаце вич-у [119], можно записать следующее уравнение водного балан­ са:

KXQ XB+ Wt - W2= Y + Z + U + A, + (3.1) где КХс — зимние осадки, исправленные на недоучет осадкоме рами;

Хв — осадки за период снеготаяния;

У • весенний сток;

— Z — испарение с поверхности снежного покрова;

U— потери весеннего стока на инфильтрацию;

А— потери весеннего стока на аккумуляцию;

Wь W2— влагозапасы* в слое почвы на начало и конец расчетного промежутка времени.

В процессах формирования поверхностного стока в весенний период климатическим факторам принадлежит решающее значе­ ние. Среди них первое место занимают атмосферные осадки, создающие потенциальную способность возникновения и разви­ тия стока. Интенсивность снеготаяния определяет весь режим формирования поверхностного стока. С возрастанием интенсив­ ности снеготаяния при прочих равных условиях уменьшаются потери поверхностного стока на инфильтрацию. Потери поверх­ ностного стока в весенний период в известной мере зависят также от увлажнения почвы предшествующей осенью (рис. 3. 1) и глубины промерзания в зимний период. В то же время прочие физико-географические факторы влияют не на сам поверхност­ ный сток, а лишь на потери его на инфильтрацию в почвогрунты и на аккумуляцию снеговых вод.

мм У Р ис. 3.1. Зависимость Y слоя весеннего стока от осеннего увлажнения почвы X (сум м а о са д ­ ков за авгу ст— октябрь), р. Кучук — в/п Нижний Кучук.

Как показали исследования А. Д. Саваренского [165], нали­ чие замкнутых депрессий на поверхности водосборного бассейна приводит к резкому возрастанию потерь на аккумуляцию, кото­ рая, по расчетам Саваренского, для районов Заволжья состав­ ляет 20—25% общих запасов воды в снежном покрове. Влияние почвенных условий связано с процессами инфильтрации в весен­ ний период. Инфильтрационная способность почвы при данных климатических условиях является функцией ее общих водно-фи­ зических свойств. Однако если водно-физические свойства поч­ вы предопределяют возможность инфильтрации, то сами потери * Согласно В. С. М езенцеву, при решении водного баланса среднего мно голетнего года в целом в уравнении (3.1 ) выполняется условие — 1^ 2= 0.

на инфильтрацию при прочих равных условиях лимитируются увлажнением почвы к началу образования весеннего стока. Если увлажнение почвы ниже предела, при котором на данном водо­ сборе может формироваться существенный поверхностный сток (на среднесуглинистых почвах Северного Казахстана этот пре­ дел равен 160 мм ), то даже интенсивное таяние не приводит к образованию значительного поверхностного стока. В работах [37, 70, 103, 135] было установлено, что на распаханных склонах при прочих равных условиях потери стока на инфильтрацию возрастают во много раз по сравнению с нераспаханными скло­ нами, а в некоторых случаях сток может полностью отсутство­ вать.

Оценив таким образом качественную сторону основных фак­ торов весеннего стока, необходимо более подробно рассмотреть те из них, которые непосредственно влияют на режим формиро­ вания снегового стока в условиях степной зоны. Кроме того, следует попытаться дать предварительную количественную оценку факторам, поддающимся учету.

Данные снегомерных съемок автора показывают, что коли­ чество зимних осадков колеблется по территории степной зоны в различные по снежности зимы в пределах от 45—60 до 120— 145 мм, составляя в среднем 70—80 мм. Вследствие скоротеч­ ности весеннего периода и общего незначительного количества осадков за период снеготаяния (10—15 мм), доля последних в образовании поверхностного весеннего стока, по-видимому, очень невелика и не превышает 5—8 мм.

Весьма важной составляющей потерь поверхностного стока в период наполнения мелководных лиманов снеговыми водами является аккумуляция, которая в свою очередь определяется двумя крупными компонентами: потерями на аккумуляцию снего­ вых вод на поверхности водосборного бассейна и объемом по­ верхностного стока, зарегулированного различными гидротехни­ ческими сооружениями [181]. Потери на аккумуляцию на поверх­ ности бассейна в значительной мере обусловлены его общим морфологическим строением, определяющим размеры естествен­ ных депрессий. Потери весеннего стока на поверхности водо­ сборного бассейна меняются в зависимости от характера весны, который определяет степень заполнения естественных депрессий.

Поверхностная аккумуляция снеговых вод в вёсны с высоким увлажнением и большой глубиной промерзания почв составляет не более 5—7 мм. В вёсны со слабоувлажненными почвами ак­ кумуляция практически отсутствует, так как потери на водосбо­ рах целиком идут за счет инфильтрации снеговых вод в почву.

Однако встречаются экстремальные годы, когда аккумуляция снеговых вод бывает довольно значительной и даже вызывает местные наводнения и затопление сельскохозяйственных угодий (рис. 3.2).

Потери на аккумуляцию влаги на поверхности определены по рис. 3.3, построенному д л я р. Кучук [1, 4, 6]. При этом поте Р и с. 3.2. Н аводнение в Центральной К улунде в апреле 1961 г., М ихайлов­ ский район Алтайского края. Фото^ автора.

Р ис. 3.3.. Зависимость слоя весеннего стока У о т. снегоза пасов, сложенных с весенними осадками Х с+в, и осеннего у/ / 1 / увлажнения почвы, р. Кучук— в/п Нижний Кучук, • ч----- : В ч и сл и тел е д а н ы го д ы, в з н а м е ­ 50 н а т е л е — о сен н ее у в л а ж н е н и е поч 100 Лс,з мм- вы. ' ри на аккумуляцию А показаны на графике суммарно с потеря­ ми на испарение снеговых вод (A+Z). Как показали исследова­ ния Г. В. Павленко по равнинным рекам Кулундинской степи и автора по рекам Приобского плато [131], наибольшие значения аккумуляции характерны для рек Бурлы и Кулунды (50—70 мм), наименьшие — для Каемалы и Кучука (20—40 мм).

Сравнение суточных значений водоотдачи, полученных А. Б. Заводчиковым [70] для условий Северного Казахстана и автором для условий Западной Сибири и Южного Урала [131, 134], с убылью снегозапасов (по ежедневным снегосъем кам) и интенсивностью снеготаяния (определенной методом теп­ лового баланса по П. П. Кузьмину) показало, что они мало от­ личаются между собой во всех случаях, когда твердые и жидкие осадки в период схода снега отсутствуют или малы, а испарени­ ем с поверхности снежного покрова в весенний период можно пренебречь (снеготаяние на малых водосборах здесь продолжает­ ся 5— 10 дней). Среднесуточная интенсивность снеготаяния на малых водосборах степной зоны составляет 6— 10 мм, при край­ них значениях 3 и 40 мм. Интенсивность снеготаяния существен­ но зависит от экспозиции склонов, степени загрязнения снега и характера подстилающей поверхности.

3.2. Распределение снежного покрова на малом водосборе Д ля степной зоны характерно исключительно неравномерное распределение снежного покрова по территории, что в значи­ тельной мере объясняет большую пестроту в величинах и струк­ туре водного баланса и стока по сельскохозяйственным угодьям и элементам рельефа:

А. Б. Заводчиков [70] отмечает, что русловая и овражно-ба лочная сеть в Северном Казахстане занимает сравнительно не­ большую площадь, но количество накапливаемого в ней снега иногда составляет значительную долю общих снегозапасов на водосборе. Например, зимой 1955-56 г., которая характеризова­ лась частой повторяемостью метелей, в небольших логах с пло­ щадями водосбора от 0,15 до 6 км2 снегозапасы на склонах и в овражно-балочной сети составляли от 7 до 30% средних сне­ гозапасов на водосборе. :

В зимы с более умеренной ветровой деятельностью снегоза­ пасы в овражно-балочной сети не превышают 3—7 %. Аналогич­ ные результаты дали снегосъемки, проведенные в Кокчетавской и Кустанайской областях. Зимой 1955-56 г. в бассейнах рек с. площадью водосбора от 617 до 2470 км2 и с незначительной площадью овражно-балочной сети (от 0,2 до 0,6% от всей пло­ щади водосбора) доля снегозапасов в русловой и овражно-ба­ лочной сети не превышала 3 %.

Материалы трехлетних наблюдений (1955— 1957 гг.) экспе­ диции ГГИ в Северном Казахстане показали, что запасы воды в снежно-м покрове в руслах рек и в балках к началу весеннего снеготаяния (март) в 3—3,5 раза больше, чем на прилегающих целинных участках, расположенных на склонах. Экстремально эти значения колеблются в пределах от 1,5 до 5,5 и зависят от ориентировки русла по отношению к преобладающим зимой вет­ рам, повторяемости и силы метелей, ширины и глубины оврагов и балок и характера угодий на водосборе.

Исследования формирования снежного покрова на Приоб­ ском плато проводились нами в Родинском, Панкрушихинском и Бурлинском районах Алтайского края и в Баганском районе Новосибирской области, а также в Агаповском и Красноармей­ ском районах Челябинской и Илекском районе Оренбургской областей (Южный Урал и Зауралье).

Формирование снежного покрова на Приобском плато определяется двумя условиями: ограниченным количеством твер­ дых атмосферных осадков и наличием в зимний период сильных ветров, которые сдувают снег в балки, лога, овраги, а также в микро- и мезопонижения.' В результате снежный покров рас­ пределяется по элементам рельефа весьма неравномерно, а на открытых участках, особенно на участках, лишенных раститель­ ности, он неустойчив.

В зимний период на Приобском плато господствуют ветры юго-западного направления. Здесь очень часты ветры со ско­ ростью более 10 м/с, нередко продолжающиеся в течение несколь­ ких дней. При скорости ветра 10 м/с на открытых местах в лет­ нее время начинаются пыльные бури, а в зимний период снег почти целиком сносится с поверхности, лишенной травянистой растительности или жнивья. Большинство балок и логов на Приобском плато имеют широтное направление, т. е. направле­ ние ветра в зимний период большей частью совпадает с ориен­ тацией балок. Под действием ветра снег переносится и откла­ дывается в колках, лесных полосах, а также в русловой части балок меридионального направления.

Д ля изучения характера залегания и особенностей формиро­ вания снежного покрова на балке Зеленый Л уг ежегодно в мар­ те (период максимального снегонакопления) проводилась снего­ мерная съемка по профилям длиною 1500— 1700 м от водоразде­ ла (балка имеет широтную ориентацию). Высота снежного покрова измерялась через 10 м, плотность — через 50 м. Выяс­ нилось, что в нижней части балки запас воды в снеге в много­ снежную зиму 1953-54 г. составлял в среднем 74,5 мм, тогда как на приводораздельной части склона среднее значение было 121,5 мм. Плотность снежного покрова перед началом снеготая­ ния (конец марта) во все годы исследований была более или менее равномерной и составляла в среднем 0,30 г/см3.

Материалы снегомерных съемок, проведенных в течение 1954, 1955, 1956 и 1957 гг., дают возможность судить о характе­ ре распределения снега в зимние периоды с различным количе­ ством осадков [131].

Зима 1953-54 г. была исключительно многоснежной. Сумма осадков зимнего периода, по данным снегомерных наблюдений метеостанций Родино и Волчихи, составила 100— 110 мм. Коли­ чество осадков зимой 1954-55 г. было близким к норме (70— 80 мм). Зима 1955-56 г. на Приобском плато отличалась исклю­ чительной малоснежностью. Сумма осадков зимнего периода составила 35 мм. Д ля районов же Северной и Центральной Ку лунды зима 1955-56 г. по количеству снегозапасов была близкой к норме. Наконец, зима 1956-57 г. была также многоснежной (95— 100 мм).

На основании материалов исследования распределение снеж­ ного покрова по поверхности малых водосборов в различные зимы представляется в следующем виде. В многоснежные зимы, например в 1953-54 г., распределение снежного покрова на во­ досборе крайне неравномерно. Более равномерно снегозапасы распределены на приводораздельной части вершины склонов бассейна. Здесь высота снежного покрова меньше, чем на скло­ не, но зато больше плотность. В некоторых случаях высота снежного покрова составляла всего лишь 8— 10 см (25—30 % средней для водосборов), в других повышалась до 25—35 см, приближаясь к средней., В верхней части и на середине склонов снежный покров залегает более равномерно, чем на других час стях водосбора. Высота снежного покрова здесь составляла 65—80 % средней на водосборе, причем она увеличивается в на­ правлении от вершины к его подошве. Высота снежного покрова в нижних частях склонов достигала 45—50 см.

Гидрографическая сеть временных водотоков отличалась наи­ более сложным распределением снежного покрова. Мелкие звенья гидрографической сети (узкие балки, лога меридиональ­ ной ориентации) были почти полностью заполнены снегом. Вы­ сота снежного покрова в низовьях таких балок и логов в отдель­ ных случаях превышала 2,5 м.

В малоснежную зиму 1955-56 г. распределение снежного по­ крова по поверхности водосбора р. Кучук было более равномер­ ным. Однако характер залегания снежного покрова по гидрографической сети в общих чертах был таким же, как и в 1954-55 г., средняя высота снежного покрова в низовьях балок и логов нередко превышала 1,0 м, на приводораздельных участках уменьшалась до 0,4 м. Влияние ориентации балок и логов на степень заполнения их снегом выражалось весьма отчетливо.

В результате детального изучения условий формирования снежного покрова на малых водосборах Приобского плато в зимне-весенний период 1956 г. выяснилось, что качественные и сравнительные показатели одного года будут характерны и для других лет.

Наблюдения за снегораспределением на разных морфологи­ ческих участках водосборов, проводившиеся нами в течение ряда лет, дали возможность количественно оценить снегозапасы на основных элементах малого водосбора (приводораздельная часть, склоны, гидрографическая сеть временных водотоков). Получен­ ные величины имеют определенный интерес для изучения формирования поверхностного стока как источника Для лиман­ ного орошения.

Разделяя водосбор на основные морфологические элементы, отличные по режиму поверхностного стока, мы тем самым до­ пускаем известную схематизацию процессов*. Однако такая схематизация обеспечивает разделение суммарных снегозапасов водосбора на русловые и склоновые, что имеет немалое практи­ ческое значение. Так, например, при проектировании мелковод­ ных лиманов на склоне учитывается только склоновый сток, а при проектировании и строительстве прудов и водоемов на небольших балках, логах при значительной распашке площади водосбора большое значение имеет русловый сток. Таким обра­ зом, ввиду некоторой схематизации' основных элементов водо­ сбора и недостаточного числа лет наблюдений расчетные вели­ чины имеют приближенный характер. ‘ Д ля производства необходимых расчётов, кроме данных наблюдений за снегораспределением на различных участках водосбора, необходимы также данные о площади, занятой вер­ шинами склонов, средней и нижней частями склонов, а также гидрографической сетью временных водотоков. При наличии этих характеристик можно рассчитать снегозапасы для условий малого речного бассейна, а также для временных водотоков.

Исходя из того что снегомерные наблюдения проводились главным образом в бассейне р. Кучук, полученные данные мож­ но' будет отнести для условий, аналогичных этому бассейну.

Водосборные площади, занимаемые вершинами склонов, сред­ ней и нижней частями склонов, можно получить с точностью, достаточной для целей приближенных расчетов, на основании гипсометрической карты Приобского плато масштаба 1:100 О О О.

Согласно этой карте, вершины склонов (водоразделы) бассейна р. Кучук занимают около 25 % всей площади водосбора.

Остальная часть площади водосбора приходится на долю сред­ ней и приводораёдельнои частей склонов и гидрографической сети.

Большие трудности вызывают вычисления площади, занятой гидрографической сетью. Так, например, А. С. Козменко и А. Д. Ивановский [90] считают, что площадь гидрографической сети на европейской части СССР составляет 10—20 % общей площади водосбора.

Наиболее объективным методом : оценки площади, занимае­ мой гидрографической сетью, являются непосредственные вычис­ ления с помощью имеющихся карт густоты речной сети. Распо­ лагая картой гидрографической сети, удельную площадь (на * Р асч ет проведен по методике Н. В. РазуМйхина [155].

1 км2 водосбора), занимаемую гидрографической сетью, можно вычислить по формуле S r = 1 0 0 Trcp, (3.2) где у г- средняя густота гидрографической сети, км/км2;

BQ — Р средняя ширина гидрографической сети бассейна, км.

Средняя ширина постоянной и временной гидрографической сети может быть определена как средневзвешенная.

По данным карты, для бассейна р. Кучук густота речной" сети составляет около 0,15 км/км2. Здесь не учитывается ло щинно-балочная сеть, площадь которой несколько больше, чем речной сети Приобского плато. Так, согласно данным А. В. Оги евского, гидрографическая сеть временных водотоков (лога, балки, лощины) составляет около 95 % протяженности всей гидрографической сети. А. С. Козменко считает, что для Сред­ нерусской возвышенности протяженность речной сети равна примерно 10— 15% всей протяженности гидрографической сети, _а на долю лощинно-балочной сети приходится 85—90%.

При рекогносцировочных обследованиях гидрографической сети, проведенных.на Приобском плато осенью 1955 и 1956 гг., установлено, что соотношение протяженности речной сети к ло щинно-балочной составляет 1:6 (табл. 3.1). В то же время ие Та блица 3. П ротяженность элементов гидрографической сети (П риобское п лато) П ротяж ен н о сть % ДЛИНЫ Э л ем ен т ги дрограф и ческой сети ги дрограф и ­ км ческой сети 20, Ложбины 28, Лощины 11. Суходолы (лога) Долины (речные) 10, В сего 71, посредственные измерения гидрографической сети позволяют сделать некоторые выводы о ширине отдельных ее звеньев. Ши­ рина гидрографической сети на территории -Приобского плато (бассейн рек Кучук, Касмалы и Бурлы) колеблется в пределах 601 70 м для речной сети и для лощинно-балочной (в примене­ — нии к снегораспределению за ширину русла принимается шири­ на дна и двух берегов, но не всегда у лощины можно четко разграничить дно и берега, так как переход в берег очень плав­ ный и не имеет уступа).

Учитывая, что речная сеть составляет около 15% протяжен­ ности гидрографической сети... бассейна, средневзвешенное значение ширины гидрографической сети может быть вычислено по формуле РрВр + 6вл6 оч D рл ср 100 ’ где Вр — средняя ширина речной сети;

Рр — протяженность реч­ ной сети, % суммарной протяженности;

Рл.б— протяженность лощинно-балочной сети, % суммарной протяженности;

Вл.б— средняя ширина лощинно-балочной сети. Принимая Р р= 15%, 5 Р= 6 5 м, Вл.б = 20 м, получим средневзвешенное -Рл.б = 85%, значение ширины гидрографической сети Вср=2 6,7 5 » 3 0 м.

По данным о густоте речной сети и ее средней ширине мож­ но вычислить площадь (в процентах), занимаемую гидрографи­ ческой сетью, по формуле S r = 100'1рКл.вВср, (3.4) где yp — густота речной сети, км/км2;

Кл-б— коэффициент увели­ чения протяженности гидрографической сети за счет балок, ло ­ щин, логов;

ВСР— средняя ширина гидрографической сети, км.

На основании приведенных выше расчетов получим:

" p= 0,15 км/км2, Кл-6 = 8,5, В ср = 0,03 км и S r = 4%. Таким обра­ Y зом, площадь, занимаемая гидрографической сетью в верховьях бассейнов рек Приобского плато, равна 4% всей площади водо­ сбора.

Принимая во внимание, что ширина речной сети в два раза превышает среднюю ширину всего водосбора, а длина речной сети составляет 15% суммарной протяженности водосбора, не­ трудно вычислить площадь, занимаемую раздельно речной и лощинно-балочной сетью.

На основании приведенных данных, речная сеть должна за­ нимать 30% всей площади гидрографической сети, или 1,2% всей площади водосбора. Следовательно, на долю лощинно-ба­ лочной сети приходится около 3% площади водосбора (табл. 3.2).

С помощью табл. 3.2, а также данных снегосъемок за годы Таблица 3. Распределение площади водосбора по основным элементам рельефа Приобского плато Занимаемая площадь, % Элемент рельефа всей площади водосбора Вершины склонов (водоразделы ) 25, Приводораздельны е и средние части склонов 7 1, Гидрографическая сеть:

а ) постоянная (речная) 1, б) временная (лощинно-балочная) 3, исследования [131] можно рассчитать снегозапасы на основных элементах мезорельефа (табл. 3.3 ). Из данных табл 3.3 видно, что основная масса снежного покрова залегает на средних и нижних частях склонов. Вода, содержащаяся в снежном по­ крове склонов, представляет большой интерес для сельского хо­ зяйства, так как ее можно использовать для увлажнения почвы полей и для лиманного орошения расположенных ниже по скло­ ну участков.

Проведенные нами расчеты (табл. 3.3 ), основанные на опре­ делении площади, занимаемой гидрографической сетью и снего­ запасов в ней, полученных с помощью учащенных снегомерных съемок (3—5 измерений в одной точке), показывают, что снего­ запасы в пределах лощинно-балочной сети изменяются в зави­ симости от снежности зимы (13— 14%;

суммарных на водосборе д л я многоснежной зимы и 8— 12% для остальных условий).

Выявленные нами особенности снегораспределения на малых водосборах следует учитывать при проектировании систем ли­ манного орошения в степной и лесостепной зонах.

Таблица 3. Распределение сн егозапасов по основным элементам мезорельефа для различных типов зим |, ! щадь водосбора, !

! покрова, % сред­ Снегозапасы Занимаемая пло 1 Высота снежного ней для водо­ % суммарных н водосборе в снеге, мм О Запас воды Элемент рельефа Типы зим и гидрографическая сеть CS с сбора (J ;

% а М ногоснеж ная, 100 П риводораздельная 73 18, 1 9 5 3 -5 4 г. часть 71 122 65, Склоны 1 302 3 3, Речная сеть 3 14 14, Лощ инно-балочная сеть 25 Средняя, 23 18, П риводораздельная 1 9 5 4 -5 5 г. часть 71 110 63 5 0, Склоны 1 23 8 Речная сеть 1, 397.

3 12 9, Лощинно-балочная сеть М алоснеж ная, 25 95 24 8, П риводораздельная 1 9 5 6 -5 7 г. часть 71 100 23, Склоны Речная сеть 1 178 0, 3 278 ' 2, Лощинно-балочная сеть 3.3. И с п а р е н и е со с н е ж н о го п о к р о в а Наблюдения за испарением со снежного покрова проводились весной 1956 и 1957 гг. в Панкрушихинском районе Алтайского края (Приобское плато) и в Андреевском районе Новосибирской области (Северная Кулунда)., а весной 1955 г. в Сладковском районе Тюменской области (Ишимская степь). Приведенные в табл. 3.4 данные наблюдений показывают, что в условиях степной зоны Западной Сибири испарение-..с поверхности снеж­ ного покрова незначительно и составляет приблизительно 3—5 мм за весь период интенсивного, снеготаяния. В условиях пасмурной погоды весной испарение с поверхности снежного покрова почти не происходит, так как конденсация преобладает над испарением. При ясной погоде в начале снеготаяния преоб­ ладает испарение, а в конце — конденсация [126].

Несмотря на большие абсолютные значения испарения (кон­ денсации) снега, все же наблюдаются резкие колебания этой ве­ личины во времени. Эти колебания обусловлены совместным влиянием температуры и влажности воздуха. Наибольшие зна­ чения испарения наблюдаются до начала интенсивного снеготая-' ния при низкой абсолютной влажности воздуха (1—2 гПа) и рез­ ком повышении температуры. Наименьшие значения испарения наблюдаются в период интенсивного снеготаяния при высокой влажности воздуха (5—8 гП а ).

Как показали исследования Г. В. Белоненко [156] на Урале, И. В. Карнацевича, В. С. Мезенцева [81] в Западной Сибири, В. А. Семенова [170] в Центральном Казахстане, в зимний пери­ од испарение с поверхности снега может быть довольно значи­ тельным. Аналогичные сведения приводят также зарубежные уче­ ные [211, 215, 217].

Наблюдения за испарением снега в зимний период проводи­ лись автором зимой 1959-60 г. (пос. Огурцово Новосибирской об­ ласти) и были продолжены в 1967— 1969 гг. (с. Зеленая Поляна, Алтайского края) в составе Алтайской комплексной экспедиции МГУ. Снегоиспарительные площадки были организованы вблизи метеостанций, на открытых равнинных участках.

Для определения испарения были использованы цилиндриче­ ские сосуды из плексигласа площадью 500 см2 и высотой 5 см.

Испарители взвешивались ежедневно в 7—8 и 19—20. ч. Для оценки влияния солнечной радиации и предохранения испарите­ лей от метелей и снегопадов на одном из опытов применялся специальный плексигласовый колпак.

Данные четырехлетних наблюдений показывают, что в зим:

ний период среднесуточная интенсивность испарения невелика, и колеблется от 0,03 до 0,25 мм [123, 125]. В период наиболее интенсивного испарения снега эти значения в Центральной Ку лунде достигают 1,0— 1,5 мм/сут [126].

Из-за кратковременности периода наблюдений рассчитать Таблица 3. Испарение (м м ) с поверхности снеж ного покрова в период весеннего снеготаяния И сп ар ени е ( —), ко н ­ •И спарение ( —), ко н ­ ден сац и я (+ ) д ен сац и я ( + ) Д ата М есяц М есяц Д ата ден ь ночь сутки ден ь ночь сутки 1 9 5 5 г.

Ишимская степь, с. Сладково —0, -г 0,4 9 14 - 0, 2 0 — 0,2 5 + 0,5 0 - 0,0 1 Апрель •О О о о — 0,2 + 0,7 0 - 0, 4 0 + 0,3 0 ] + 0,1 0 — + 0, 2 0 - 0, 4 0 — 0,2 0 — 7 - 0,0 + 0,0 2 - 0, 1 + 1,2 0 - 0, 3 0 + 0,3 9 — 0,0 + 0,0 4 - 0,1 10 + 0,4 0 - 0, 5 0 - 0, 1 0 -0,0 + 0,2 0 - 0, 2 11 + 0, 1 0 — 0,60 - 0, 5 0 - 0,8 12 + 0,1 0 — 0,9 + 0,3 0 - — - 1,0 + 0,2 0 — 1, — 0,8 0 13 — 1956 г.

Северная К улунда, п. Андреевка 18 - - 0,2 0 29 - 0,0 3 - 0,2 9 - 0,3 — М арт + 0, 2 5 — 0,1 7 + 0,0 21 30 + 0,1 2 - 0, 1 5 - 0,0 22 + 0, 1 9 - 0, 3 4 — 0,1 5 31 + 0,1 3 - 0, 1 8 - 0,0 23 + 0, 3 0 — 0,1 5 + 0,1 24 + 0, 1 2 - 0, 3 9 — 0,2 7 Апрель — 0,0 2 - 0, 2 4 - 0,2 25 — 0,3 3 - 0, 1 4 - 0,4 7 2 + 0,2 2 — 0,4 2 - 0,2 26 + 0, 0 6 - 0, 2 6 — 0,2 0 3 + 0,0 4 - 0, 3 7 - 0,3 27 - 0,4 5 - 0,1 6 - 0,6 1 4 + 0,1 0 - 0, 3 8 — 0,2 - 0, 2 3 — 0,3 4 + 0, 1 6 — 0,1 2 + 0,0 28 - 0,1 1 5.

Приобское плато, с. П анкруш иха :

М арт 29 + 0,0 4 - 0, 2 5 - 0,2 1 Апрель 5 + 0, 0 2 — 0,11 — 0,09* 30 + 0, 0 3 — 0,2 2 - 0, 1 9 6 + 0, 0 3 - 0, 1 9 — 0,1 31 + 0, 0 3 — 0,3 4 — 0,31 _ - 0,0 4 Апрель 1 — 0,0 8 - 0, 3 3 - 0, 4 1 8 + 0,1 1 — 0,01 + 0,1 2 — 0,0 2 - 0, 0 3 — 0,0 5 9 + 0,0 3 + 0,0 4 + 0,0 3 + 0,0 9 - 0, 4 2 - 0, 3 3 10 + 0,0 4 - 0, 0 2 + 0,0 4 + 0,0 1 - 0,2 2 - 0,2 1 11 - + 0,1 6 П родолж ение И сп ар ен и е ( —), ко н ­ И сп арение ( —), ко н ­ ден сац и я ( + ) д ен сац и я ( + ) Д а та М есяц М есяц Д ата ден ь ночь ночь сутки день сутки г.

П риобское плато, с. Панкруш иха 26 - 0,5 6 - 0,5 4 - 0,6 М арт Апрель 13 - 0,0 — — Со О 27 - 0,2 6 + 0,1 О + 0,0 — — -0,0 — — — 29. - 0,3 5 15 — - 0,5 - 0,0 5 - 0,4 17 + 0,0 3 - 0,5 2 - 0,4 Апрель 6 — 0,21 -0,1 - — 19 — — 10 - 0,2 - 0,1 5 - 0,3 5 + 0,0 20 - 0,6 2 —0,5 11 + 0,0 7 — 0,1 9 - 0, 1 2 21 + 0,0 9 - 0,6 4 — 0,5 12 + 0,0 8 — — норму испарения снега на территории Обь-Иртышского между­ речья по данным наблюдений не представилось возможным.

Проверка применимости для расчетов испарения с поверх­ ности снежного покрова формул П. П. Кузьмина [104], Е. Д. Са­ бо [164], В. А. Семенова [170] показала, что наиболее примени­ мыми для условий Обь-Иртышского междуречья являются за­ висимости испарения снега от дефицита влажности воздуха * за расчетный период.

По материалам наблюдений автора за испарением с поверх­ ности снежного покрова в зимние периоды 1967-—1969 гг. (А л­ тайский край) получена формула Е= 2п ( 0,3 4 ^ - 0,0 4 ), (3.5) где Е — испарение с поверхности снежного покрова в зимний период за п суток, мм;

d — среднесуточный дефицит влажности воздуха на высоте 200 см от поверхности, гПа.

Вычисленные по формуле (3.5) значения испарения с поверх­ ности снега в 95% случаев отклоняются от фактических данных снегоиспарительной площадки не более чем на 0,05 мм/сут.

Данная формула может быть использована для определения суммарных значений испарения с поверхности снежного покро­ ва за короткие отрезки времени на водосборах Обь-Иртышского междуречья.

* Зависимость испарения от скорости ветра менее тесная [135].

3.4. Инфильтрация снеговых вод и миграция влаги в мерзлую почву В большинстве случаев считают, что слабая водопроницаемость мерзлой почвы — явление неизбежное. Ряд авторов [91, 95, 96, 97, 137, 162, 179, 199, 218] придерживаются иной точки зрения.

Одна и та же почва в одних случаях становится почти пол­ ностью непроницаемой для воды, а в других — довольно хорошо впитывает воду. В результате непосредственных наблюдений нами было установлено, что почва в мелководных лиманах, на­ полняющихся снеговой водой, начинает впитывать воду только через несколько суток (в степной зоне Западной Сибири обычно через 5—6) после наполнения лиманов. Начало впитывания легко заметить, так как оно сопровождается появлением на по­ верхности воды пузырьков вытесненного из почвы воздуха.

Инфильтрация прежде всего зависит от состояния почвы — талая она или мерзлая. Помимо этого, немалую роль играют и другие физические свойства почвы: увлажненность и структу­ ра. Инфильтрация может резко различаться даже в одинако­ вых условиях увлажнения на разных сельскохозяйственных угодьях (зябь, залежь, целина и т. д.).

Опыты по изучению инфильтрации в мерзлую почву на пахот­ ных и целинных землях Приобского плато проводились в конце марта и в начале апреля 1954— 1957 гг. в Родинском и Панкру шихинском районах Алтайского края и в 1972— 1975 гг. в Ага повском и Красноармейском районах Челябинской области [134].

Почвенный покров опытных участков представлен в основном среднесуглинистыми обыкновенными и южными черноземами.

Грунтовые воды залегали на глубине 5—6 м и более.

Водопроницаемость мерзлой почвы в 1954 г. определялась по несколько видоизмененному методу Болдырева. В мерзлом грун­ те устраивались шурфы сечением 3 0 X 3 0 см. В шурфах поддер­ живался постоянный слой воды, равный 5 см, учитывалось вре­ мя, в течение которого впитывалась вода в почву, и количество подливаемой воды, взятой из ближайших западин. Нулевая тем­ пература воды поддерживалась путем систематического добав­ ления снега.

Водопроницаемость верхних горизонтов почвы (0— 10 см) определялась нами с помощью специально подготовленных с осени естественных площадок (или монолитов) в трехкратной повторности. Это делалось с той целью, чтобы не искажать ус­ ловия опыта при определении водопроницаемости пахотного хо­ рошо увлажненного и гумусированного мерзлого горизонта почвы.

В весенние периоды 1955— 1957 гг. для определения водопро­ ницаемости мерзлой почвы использовался прибор Нестерова (ПВН), который исключает влияние капиллярного всасывания воды в стороны и вверх, что особенно важно при определении водопроницаемости талых почв. Одновременно определялась влажность и температура почвы. Температура мерзлой - почвы определялась при помощи термометров сопротивления, установ­ ленных на глубинах 10, 20, 30, 40, 50, 100 и 160 см. Влажность почвы во время проведения опытов была сравнительно невысо­ кой (от 25 до 60% НВ), температура верхних горизонтов почвы колебалась о т —0,8°С в 1954 г. д о — 1,2°С в 1956 г.

Рис. 3.4.. Интегральные кривые впитывания во ды в мерзлую почву.

2Ь0 280 мин 1 — ц ел и н а (1954 г. ), 2 — 80 120 160 200 / -°и мин з я б ь (1964 г. ), 3 — ц елин а,. П родолж ит ельност ь (1955 г.).

Результаты двух опытов, выполненных весной 1954 г., приве­ дены на рис. 3.4. Суммарное впитывание было почти одинако­ вым, процесс впитывания протекал скачкообразно (замедленно и ускоренно), очевидно, в зависимости от количества трещин в опытном образце., Количество воды, впитавшейся в мерзлую почву, зависит от первоначальной влажности почвы.

Результаты наблюдений над просачиванием воды в мерзлую почву, выполненных весной 1955 г. на тех же участках, но при более повышенной влажности Почвы, очень близки к получен­ ным в 1954 г.

Опыты подтвердили сравнительно слабую водопроницаемость мерзлых среДне.суглинистых черноземов - в период снеготаяния;

впитывание прекращается при образовании на дне шурфа хотя Р и с. 3.5. Просачивание воды в почву при. р а з­ ной тлубине оттайва П ИЯ.

во 120 160 200 240 280 320 мин Г л у б и н а, м м : I) 25, 2) 100, Продолжительность 3) 180, 4) 350.

бы небольшой ледяной корки, появление которой возможно при малейшем переохлаждении воды (ниже 0°С), что в условиях Западной Сибири и Южного Урала бывает довольно часто.

Резко возрастает просачивание воды по мере оттаивания почвы (рис. 3.5). Наблюдения над оттаиванием и интенсив­ ностью впитывания воды выполнены на целинном участке (луг) весной 1957 г. Снег к воде не прибавлялся. На солнце темпера­ тура почвы резко повышается и стенки шурфа постепенно оттаи­ вают. Таким образом достигается оттаивание дна шурфа на раз­ ную глубину. При этом и просачивание было различным.

По А. Н. Костякову [98], динамика впитывания воды почвой выражается формулой ' (3.6) где Kt — коэффициент поглощения воды почвой в момент време­ ни t;

Ко — коэффициент поглощения воды почвой в начальный момент времени;

t — время от начала опыта;

а — показатель степени, зависящий от почвенных условий.

Однако, как правильно заметил В. В. Романов[104], одночлен­ ная формула А. Н. Костякова не всегда дает положительные результаты, а в отдельных случаях лишена физического смысла [218]. Поэтому лучше пользоваться двучленными теоретическими формулами J1. С. Лейбензона [189] с некоторыми поправками С. Ф. Аверьянова [2], А. И. Будаговского [29] и др.

Упрощенная формула С. Ф. Аверьянова имеет- следующий вид:

( 3 - v‘= K {l + 7f\ где v t — скорость впитывания за время t, м/сут;

Кв — коэффи­ циент проницаемости при полном насыщении с учетом защем­ ленного воздуха, м/сут;

b — коэффициент.

Д ля мерзлой среднесуглинистой почвы (южные выщелочен­ ные черноземы) коэффициент а в формуле Костякова *оказался равным в среднем 0,40 (табл. 3.5).

Таблица 3. Изменение показателя а в полевых опы тах по определению водопроницаемости мерзлых среднесуглинисты х почв (южные черноземы) см Г оризонты почвы У годье С р ед н ее 1° 20 35 0,4 0,2 7 0,3 4 0,38 0,41 0,3 8.

Зябь 0, Ц ел и н а 0,31 0,3 7 0,43 0,5 3 0, Зная закономерность изменения коэффициента поглощения воды мерзлой почвой во времени, можно определить общее * Кривая просачивания в мерзлую почву в наших исследованиях была ан а­ логична кривой просачивания в талую почву (по А. Н. К о стя к о ву )..

h, количество воды поглощенной почвой за расчетный промежуток времени:

= = (3.8) О О Таким образом, для мерзлой среднесуточной почвы (южные выщелоченные черноземы) эта формула примет следующий вид:

A = l,6 7 t f 01 «, (3.9) где Кок — начальный коэффициент поглощения воды мерзлой почвой, мм/ч.

В тех случаях, когда почва к началу заполнения лимана от­ таяла навсюглубину, что в условиях Западной Сибири и Ура­ ла бывает очень редко (при мягких зимах 'ибольшой глубине снежного покрова), вместо Ком используется К0т (начальный коэффициент поглощения талой почвой). Если же происходит поглощение воды мерзлой почвой, а коэффициент поглощения определен летом, то в формулу необходимо ввести поправочный коэффициент у. тогда приведенное выше выражение примет следующий вид:

h= 1,6 7 ^ 4 (3.10) Коэффициент y в условиях Приобского плато изменяется в пределах от 0,01 до 0,37 в зависимости от влажности и степе­ ни цементации мерзлой почвы (табл. 3.6 ). Приближенно эту за­ висимость можно определить при проведении указанных опы­ тов, но она нуждается в дальнейшем уточнении (в более распро­ страненных опытах, позволяющих выяснить влияние температу­ ры и различных видов пористости почвы).

Таблица 3. Зависимость коэффициента влажности мерзлых y от среднесуглинистых почв (южные черноземы) Влаж н ость почвы, % наименьшей влагоемкости.......................................... 9 5,0 8 5,0 7 0,0 6 0,0 4 0, у Значение................................................. 0,01 0,0 3 0,1 3 0,2 4 0,3 В ряде работ [80, 91] используется зависимость h = Kt ~ V2КРкЫ, r (3.11) где Рк, 6 —'капиллярный напор и свободная пористость мерзло­ го грунта.

Формула В. Я. Кулика весьма близка по виду к формуле (3.9). Показатель степени должен увеличиваться, если отбро­ сить первый член в формуле (3.11) и изменить показатель сте­ пени так, чтобы опытные точки аппроксимировались одночленной степенной зависимостью.

А. И. Субботин и В. С. Дыгало [179] в результате шестилет­ них исследований пришли к выводу о том, что «при переувлаж­ ненной мерзлой почве в первую половину весны впитывание во­ ды почти не происходит... По мере оттаивания почва теряла из­ быточную влагу и вновь приобретала способность впитывать воду».

В весьма интересных экспериментальных исследованиях В. Д. Комарова [91] изучалась зависимость водопроницаемости мерзлых песков от их льдистости. В результате выяснилось, что при некоторых значениях Рк и б зависимость водопроницаемости грунта от льдистости может быть аппроксимирована экспонен­ той. Однако степень экспоненты меняется в зависимости от диа­ пазона изменения льдистости.

В работе И. Л. Калюжного и др. [80] процесс инфильтрации снеговой воды в мерзлую почву разделен на четыре стадии (фазы): 1) скорость инфильтрации убывает;

2) инфильтрация отсутствует;

3) скорость инфильтрации нарастает;

4) скорость инфильтрации установилась.

В том случае, если запаса холода в мерзлой почве недоста­ точно для образования льда и заполнения свободных пор, то 1-я фаза инфильтрации может перейти в 3-ю фазу — скорость инфильтрации возрастает, а при полном оттаивании почвы на­ ступает 4-я фаза.

Объем воды, который может поместиться в промерзшем слое до того, как все поры будут заполнены льдом, по В. В. Романо­ ву, равен и7г = 0,9 1 7 Р об- Н7н + 0,0 8 3 U7CB( 0 ), (3.1 2 ) где Wi — объем инфильтрационной воды, вмещающейся в едини­ цу объема почвы;

W — начальная влажность почвы в долях от n объема образца;

й?св(0) — объем незамерзающей воды при t = 0°C;

Роб — общая порозность почвы.

В тех почвах, которые содержат значительные количества незамерзающей воды, образуется водонепроницаемый «запира­ ющий слой» (термин В. В. Романова), а объем впитывания сне­ говых вод в этом случае зависит от распределения температуры й влажности почвы по профилю.

Таким образом, анализ литературных источников и материа­ лов экспериментальных исследований автора позволяет сделать следующие выводы.

1. Мерзлые почвы могут пропускать воду при наличии в них полностью или частично свободных от льда пор, трещин и пр., составляющих не менее половины порозности (60—70% НВ).

На водопроницаемость мерзлой почвы влияют: а) механиче­ ский состав почвы;

б) оструктуренность почвенного профиля;

в) исходная перед промерзанием влажность почвы или, точнее, относительное количество свободных от воды пор в единице объема;

г) температура почвы и снеговой воды, находящейся на ее поверхности;

д) скрытая теплота льдообразования и др.

2. Скорость фильтрации через мерзлую почву в пересчете на количество тепла, образующегося при замерзании воды, должна быть больше скорости распространения холода из нижележа­ щих слоев* имеющих температуру ниже 0°С.

3. Водопроницаемость мерзлых почвогрунтов зависит, хотя и в меньшей мере, чем от свободной порозности, от температуры поверхностных слоев почвы, Можно считать, что чем меньше влажность по сравнению с половиной порозности (скважности), тем при более низкой температуре может происходить просачи­ вание воды.

4. Водопроницаемость мерзлых почв естественных сельскохо­ зяйственных угодий (целина) выше, чем водопроницаемость почв пахотных участков.

5. Впитывание воды в мерзлые почвы зависит от глубины и мощности «запирающего слоя», характера весны, тепловых свойств почв и других факторов.

При промерзании почвы влага мигрирует в зону кристалли­ зации воды, а также от мест малого и замедленного промерза­ ния— к местам сильного промерзания почвы. Это приводит к уве­ личению количества влаги (льда и жидкой воДы) в верхних слоях почвы и к уменьшению — в нижних. Полевые и лабора­ торные опыты [80, 91, 103, 148, 214 и др.] показывают, что в те­ чение зимы наблюдается восходящее движение воды в почво­ грунтах.

В результате наших полевых исследований [122, 131] выясни­ лось, что в процессе промерзания почвы влага в ее слоях пе­ рераспределяется: она подтягивается к промерзшим верхним слоям. Наличие миграции влаги в зимний период подтверждает­ ся фактическими наблюдениями за изменением запасов влаги в метровом слое почвы по метеостанции Родино [122], Из опуб­ ликованных материалов автора [122, 124] видно, что влажность верхних слоев почвы за морозный период повышается довольно сильно: в промерзшем (метровом) слое за зиму накапливается от 28 до 78 мм 'влаги Содержание влаги в самом верхнем слое почвы (0—30 см) возрастает до ^ 86% НВ. Суммарный запас влаги в двухметровом слое почвы’ в результате зимней миграции в верхние слои остается практически без изменения. Подобные явления миграции влаги были отмечены многими исследования­ ми для других районов СССР.


Зимняя миграция влаги в верхние слои почвы приводит к росту количества, льда: в порах (за счет парообразной и пле­ ночной воды нижележащих слоев) и, следовательно, к уменьше­ нию водопроницаемости верхних слоев почвы весной. Замерза­ ние имеющейся в почве и конденсированной влаги способствует значительному разрыхлению и улучшению водно-физических * При этом такж е учитывалось, что объемная м асса мерзлой почвы мень­ ше, чем талой [130, 137].

свойств верхнего слоя (объемная масса мерзлой * почвы мень­ ше, чем талой ). Это нужно учитывать при расчете оросительных норм для лиманного орошения.

3.5. Склоновый сток снеговых вод Под склоновым стоком мы подразумеваем сток с одного элемен­ та водосборного бассейна — склона, по которому вода проходит по более или менее однообразной поверхности земли до элемен­ тов гидрографической сети.

При проектировании мелководных лиманов на склонах учи­ тывается исключительно склоновый сток. Русловой сток в этом случае отсутствует полностью. Отсюда возникает вопрос: каковы размеры склонового стока и можно ли его рассчитать по картам изолиний среднего многолетнего стока, составленным на основа­ нии данных о стоке в створах крупных рек?

Определение размеров стока с единицы водосборной площа­ ди по картам изолиний среднего многолетнего модуля стока, со­ ставленным П. С. Кузиным и К. П. Воскресенским [44], может привести к существенной ошибке, так как изолинии обычно не учитывают единичных данных о стоке с малых (меньше 500 км2) и особенно весьма малых бассейнов (десятки и едини­ цы квадратных километров). Малые и весьма малые бассейны по характеру рельефа, почвенно-раститеЛьного покрова могут резко отличаться от больших бассейнов. Сток с отдельных ма­ лых водосборов также отличается от стока со всего бассейна и с других малых бассейнов..

Самое существенное отличие условий формирования стока с малых водосборов от речных бассейнов состоит главным обра­ зом в величине и динамике притока подземных вод. Вполне естественно, что в глубоко врезанные русла рек попадает боль­ ше подземных вод, чем в русла ручьев или в лога и балки. По­ этому при сопоставлении стока малых рек и больших речных водосборов следует рассматривать только поверхностную состав­ ляющую речного стока.

Вопрос о репрезентативности наблюдений на малых водосбо­ рах исследовался и ранее [180]. По мнению Е. С. Змиевой и А. И. Субботина [179], наблюдения на малых водосборах мож­ но рассматривать как один из видов физического моделирова­ ния, которое позволяет исследовать отдельные гидрологические явления и процессы, что не всегда можно сделать, располагая данными только по большим речным бассейнам.

Основным экспериментальным объектом при изучении скло­ нового стока в наших исследованиях явились воднобалансозьге * В се физические, свойства промерзшего слоя почвогрунта н аходятся в з а ­ кономерной связи др уг с другом. П оэтом у, определив одно из них (напри­ мер, объемную м а с с у ), можно приближенно определить и все остальные.

(стоковые) площадки. Проводимые на них исследования сочета­ лись с изучением водного баланса малых логов и балок, неболь­ ших речных водосборов, а в некоторых случаях и с точечными исследованиями отдельных гидрологических процессов (инфиль­ трация, испарение с поверхности снежного покрова, парниковый эффект и т. д.). Такая схема экспериментальных объектов: точ­ к а — стоковая площадка — лощинно-балочная сеть — малый реч­ ной водосбор (площадью менее 1000 км2) позволили нам изу­ чить всю постепенно усложнявшуюся гамму гидрологических процессов на речном водосборе в условиях степной зоны.

Следует особо подчеркнуть, что длина стоковых площадок должна быть соизмерима с характерной для данного района длиной склонов (в условиях юга Западной Сибири и Урала дли ­ на склонов на сельскохозяйственных угодьях составляет в сред­ нем от 40 до 150 м ), а площадь достаточна для проведения на них механизированных работ по вспашке. Малые водосборы в наших исследованиях имели площадь от 0,57 до 158 км2 и бы­ ли заняты, как правило, каким-либо одним из ротацион­ ных полей основного севооборота или одним естественным угодьем.

Проверка коэффициентов склонового и руслового стока вы­ полнена автором в весенние периоды 1 9 5 4 — 1957 гг. в Родинском и Панкрушихинском районах Алтайского края, а весной 1957, 1963 и 1964 гг. в Баганском и Купинском районах Новосибир­ ской области. Д ля этой цели использовались 1-й и 4-й ярусы мелководных лиманов, расположенных на склоне юго-восточ­ ной экспозиции, а также площадки малых водосборов балки Зеленый Луг, Новороссийского лога и бассейна Родинского озе­ ра (влажность почвы в период наблюдений за стоком на лим а­ нах и на естественных водосборах была практически одинаковой и составляла 0,5—0,6 НВ).

Площади водосборов мелководных лиманов составляли и 57 га. В местах пересечения этих валов с валами мелководного лимана в 1954 г. установлены трапецеидальные водосливы (ши­ рина порога 80— 120 см), что позволило измерить в чистом виде, склоновый сток. Параллельно определялись расходы воды в со­ седних логах и балках при помощи гидрометрической вертушки (балка Зеленый Л уг и Новороссийский лог). Плотность снежно­ го покрова измерялась перед началом снеготаяния и составляла в большинстве случаев 0,28—0,30 г/см3.

Склоны водосбора мелководных лиманов, логов и бассейна Родинского озера одинаковы как по условиям рельефа и почв (южные среднесуглинистые черноземы), так и по характеру сельскохозяйственных угодий на них (преимущественно сеноко­ сы и пастбища). Осенью 1954 г. эти водосборы частично были распаханы на зябь. Снегозапасы в балках и логах составляли в 1954 г. 14% общего запаса на водосборе [131, 133J. В 1954 г.

сток со склона равнялся в среднем 62,2 мм, а с Новороссийского лога 77 мм, запас же воды в этом логу составлял 20,4 мм.

В данном случае русловый сток составлял 77: 6 2,2 = 1 4,8 мм, — а коэффициент руслового стока /С=0,73.

В 1955 г. запас воды в лощинно-балочной сети составлял 12%, а в 1956 г. 13%;

общего запаса на водосборе. В 1956 г.

сток со склонов был равен в среднем 11,6 мм, а с Новороссий­ ского лога 18,4 мм, снегозапасы в этом логу составляли 13,2 мм.

Русловый сток в 1956 г. был равен 18,4— 11,6= 6,8 мм, а коэффи­ циенты руслового стока К= 0,54.

= При расчете коэффициента поверхностного стока расход сне­ га на испарение за период снеготаяния был определен по мате­ риалам непосредственных наблюдений автора (0,25 мм/сут), а расход.на аккумуляцию в микропонижениях в условиях значительного уклона водосборной площади составил в среднем 5—8 мм.

Ряд авторов считают, что сток в гидрографической сети про­ исходит при большом коэффициенте стока, а коэффициент склонового стока может быть весьма незначительным. Так, на­ пример, И. А. Кузник [103], проводивший наблюдения за русло­ вым и склоновым стоком в, условиях Поволжья, пришел к выво­ ду, что коэффициент руслового стока (оврагов, балок, логов), т. е. сток от снега, накопившегося только в русле, составляет около 0,84, в то время как коэффициент склонового стока толь­ ко 0,10—0,12. На основании этих материалов И. А. Кузник счи­ тает, что в Поволжье русловый сток составляет в среднем около 20—25% весеннего стока и до 50% стока в маловодный год, а в бассейне р. Узеней — до 100% стока в маловодный год.

Наши исследования в Кулундинской степи (Приобское пла­ то) такой закономерности не подтвердили. В многоводные и 1969 гг. коэффициент стока со средней и приводораздельной ча­ стей склона, занятых залежью, доходил до 0,80. Самый малый коэффициент склонового стока, который мы наблюдали на 4-м ярусе мелководных лиманов, был 0,47. Однако это не значит, что он не может быть еще меньше.

Попытаемся рассмотреть основные отличия стока с бассейна реки от стока со средней и нижней частей склонов в Кулундин­ ской степи (Приобское плато) и дать ориентировочные рекомен­ дации по его расчету. Прежде всего сопоставим сток с бассейна небольшой р. Кучук (площадь водосбора 788 км2) со склоновым стоком в совершенно различные по характеру вёсны 1954— 1957, 1963 и 1967— 1970 гг.* (табл. 3.7). Склоновый сток измерялся в ло ­ щинно-балочной сети, расположенной на водосборе этой же реки.

Из табл. 3.7 видно, что несмотря на различные типы вёсен, во всех случаях склоновый сток был в 1,5—4 раза больше рус­ лового. Результат близок к данным, полученным Б. Б. Шумако­ вым [2071 для Ростовской области и А. Б. Заводчиковым [70] ] для Северного Казахстана.

* По м атериалам автора и А лтайской комплексной экспедиции М Г У [133].

Таблица 3. Значение и коэффициент стока р. Кучук и стока, со средних и нижних частей склонов Сток, мм Коэффициент стока Сток, мм Коэффициент стока г од СКЛО О Г од склоно­ Нг склоно­ склоно­ руслового русловый рус'ловы й руслового вый В ГО О вый вого 1954 6 2,0 0, 14,1 1967 51,8 0,21 0, 0,14. 16, 1955 35,4 0, 0, 2 1,7 1968 14, 0,28 4,8 0,1 1956 2,2 11,6 0,5 0 65, 0,16. 0, 1969 23,2 0, 1957 55,9 4 6, 2 0,6 0,22 0,6 2 1970 0,6 15,8 0, 1963 4 8,4 0, 12,8 0,5 Отсюда, естественно, возникает вопрос: почему же данные ав­ тора по Западной Сибири, данные А. Б. Заводчикова и Б. Б. Шу­ макова по Северному Казахстану и Ростовской области (Ерге ни) так сильно отличаются от данных И. А. Кузника [103] по Заволжью? По нашему мнению, дело тут не в соотношении меж­ ду значениями стока со склонов и целых водосборов, а в усло­ виях их формирования в отдельных природных зонах. При от­ сутствии аккумулирующих понижений рельефа на водосборе сток в гидрографической сети (с целого водосбора) всегда будет боль­ ше, чем с его склонов, в соответствии с выводами И. А. Кузника по Заволжью. При наличии же многочисленных замкнутых пони­ жений на склонах водосборов (Ишимская и Кулундннская сте­ пи, Северный Казахстан, Прикаспийская низменность и Ергени) сток в гидрографической сети (русловой сток) может оказаться значительно меньше, чем на склоне.


Таким образом, полученные нами значения и коэффициенты стока со средних и нижних частей склонов в различные вёсны мо­ гут быть, наряду с другими данными, использованы при водо­ хозяйственных расчетах мелководных лиманов в аналогичных условиях, а выявленные особенности стока учтены при проекти­ ровании, устройстве и эксплуатации этого вида лиманов.

При планировании использования водных ресурсов важно оценить изменения стока, происходящие в результате освоения целинных и залежных земель. В опытах А. И. Решетникова, про­ веденных на Валдайской гидрологической станции, коэффициент весеннего стока со склона, распаханного под зябь, в течение двух лет из трех был значительно меньше, чем со склона, заня­ того целиной. Аналогичный вывод об уменьшении поверхностно­ го стока во время весеннего снеготаяния на распаханных скло­ нах по сравнению с залежью для Валдая сделал П. А. Урываев [18]. Г. А. Гарюгин [48] и Б. Б. Шумаков [206] отмечают значи­ тельное сокращение., поверхностного стока после распашки зале­ жей в условиях Приазовья. Эти выводы согласуются и с данны­ ми наблюдений на стоковых площадках в Северном Казахстане [60, 200]. Хотя наблюдения велись всего в течение двух лет, все же и здесь обнаружено увеличение влияния зяблевой пахоты на сток с уменьшением водности года.

По' данным И. А. Кузника [103], сток с пласта и оборота п ла­ ста в условиях Заволжья на черноземных и темно-каштановых почвах отсутствует даже в многоводные годы. С оборота пласта сток наблюдается только при уклонах ' порядка 0,01 и пахоте вдоль склона. Несколько большие значения стока получаются на старопашке. Особенно резко увеличивается сток на уплотненных полях, занятых травосмесями, залежью и озимыми посевами, где он иногда может быть значительным и в маловодные годы. Сток с зяби возможен, как и с залежи, в годы, когда поверхность почвы покрыта ледяной коркой. Этот вывод И. А. Кузника рас­ ходится с ранее сделанными выводами П. Г. Кабанова, согласно исследованиям которого с поля, занятого многолетними трава­ ми, сток значительно меньше, чем с зяби и озимых. П. Г. Каба­ нов рассчитывал сток по изменению влагозапасов в почве, по­ этому полученные им данные нельзя считать достоверными.

На черноземах Куйбышевского Заволжья, по данным исследо­ ваний [180], за последние 18—20 лет весенний сток уменьшился под влиянием зяблевой пахоты (глубина вспашки 20—2 см) в 4,5—5 раз.

В 1955 и 1956 гг. наблюдения за склоновым стоком проводи­ лись на Елшанской агрометеостанции в Бузулукском районе Оренбургской области на стоковых площадках размером по 0,2 га. Эти наблюдения показали, что сток с зяби в течение двух лет практически отсутствовал (0,1—0,5 мм), в то время как на выпасе он составил 42—54 мм.

В Актюбинском области Казахской ССР в условиях сухих степей на легких каштановых почвах с 1958 г. ведет свои иссле­ дования Западно-Казахстанская стоковая станция. Из пяти лет наблюдений (1958— 1962) сток с зяби полностью отсутствовал в течение трех лет (1958— 1961), в то время как на целине он отмечался ежегодно (от 5,3 до 21,5 мм) и в среднем за пяти­ летний период наблюдений оказался в 7,8 раза больше, чем с зяби.

Наиболее обширные и подробные исследования антропоген­ ных влияний на водный баланс ведутся на обыкновенных чер­ ноземах сотрудниками Института земледелия имени В. В. Доку­ чаева. Начатые В. В. Докучаевым в 1893 г., они продолжаются до наших дней. Основные результаты этих исследований за 36-летний период были обобщены в известной монографии И. П. Сухарева [181].

Большое водорегулирующее действие оказывает зяблевая вспашка, так как она способствует повышению водопроницаемо­ сти почвы весной и сокращению стока снеговых вод. Так, напри­ мер, по наблюдениям И. П..Сухарева, весной 1955 г. коэффи­ циент стока на обычной зяби был равен 0,44, а на безотвальной глубокой вспашке (глубиной 35—40 см) он составлял 0,28. Вес­ ной 1956 г. коэффициент стока на обычной зяби был равен 0,30, а на глубокой отвальной и безотвальной вспашке соответственно 0,04 и 0,08.

Заметное влияние на структуру водного баланса на значи­ тельных территориях оказывают пруды и другие водоемы, соз­ даваемые на мелкой гидрографической сети. По данным И. П. С у­ харева [181, табл. 61], по пяти водосборам Таловского района Воронежской области с помощью прудов зарегулировано 21,6% стока, что составляет 10,2 мм слоя поверхностного стока.

Наши непосредственные наблюдения весной 1956 г. за скло­ новым стоком на мелководных лиманах водосбора урочища Са ломаткина Ляга (Северная Кулунда), а также со склонов замк­ нутых понижений (озер) показали, что почти весь весенний сток сформировался на полях, занятых стерней пшеницы и кукуру­ зы, и на целине (выпасаемой степи). С полей, занятых зябью, склоновый сток практически отсутствовал [133, 142].

Уменьшение или почти полное прекращение склонового стока с пахотных угодий объясняется целым рядом причин, а именно:

более ранним снеготаянием по сравнению с целиной и оттаива­ нием почвы сверху;

гребнистой поверхностью почвы, препятству­ ющей стоку воды;

большей порозностью и водопроницаемостью, верхних почвенных слоев. Следовательно, вероятность весеннего наполнения мелководных лиманов снеговыми водами в маловод­ ные. годы, когда водосбор полностью распахан на зябь, весьма незначительна. Отсюда вытекает необходимость в предшеству­ ющий зимний период обращать внимание на снегонакопление и искусственное снегозадержание на водосборе лиманов и на самих лиманах, с тем чтобы обеспечить дополнительное увлаж ­ нение почвы в случае малых значений склонового стока (либо совсем отказаться от устройства лиманов на пашне).

Рассмотрим имеющиеся материалы наблюдений за 1957 г.

[125]'по бассейну р. Панынихи (Центральная Кулунда). Наблю­ дения за стоком велись в естественном логу и в трех ручьях.

Таяние началось в начале апреля, а сток начался 9 апреля, т. е. с момента установления положительных температур во все три срока наблюдений, и закончился в ручьях 23 апреля, а в ло­ гу 5 мая. Весна 1957 г. была поздняя и затяжная.

Исследования не оставляют никаких сомнений в том, что раз­ личия в значениях стока с указанных бассейнов малых водосбо­ ров объясняются лишь различным соотношением площадей сель­ скохозяйственных угодий. В остальном водосборы совершенно однородны по условиям рельефа и почвы. Следовательно, в рас­ четах изменений стока в результате освоения целинных и залеж ­ ных земель в Кулундинской степи мы считаем целесообразным дифференцированно учитывать сток с распахиваемой и нераспа хиваемой площадей. В условиях Кулундинской степи сток с рас­ паханного водосбора в 3—4 раза [133] меньше, чем с залежного (целина).

Таким образом, в годы с малыми запасами воды на поверх­ ности почвы и большими потерями стока (1956 г.) наблюдаются сравнительно малые значения и коэффициенты склонового и рус­ лового стока. Склоновый сток в 1956 г. составил 11,6 мм, а реч­ ной 5,2 мм. Коэффициент стока был равен соответственно 0, и 0,16. В годы же с большими запасами воды на поверхности почвы и относительно большими потерями стока (1954 и 1957 гг.) наблюдаются наиболее резкие различия в слоях и коэффициен­ тах склонового и руслового стока. В 1954 г. склоновый сток со­ ставил 52,0 мм, речной 14,1 мм, коэффициенты стока соответ­ ственно 0,80 и 0,14. При этом, несмотря на различие в типах весны, во всех случаях склоновый сток был в 1,5—3 раза боль­ ше руслового.

Поперечная зяблевая вспашка в большей мере регулирует поверхностный сток, чем залежные угодья и поля, находящиеся под стерней и озимыми. Так, коэффициент стока е зяблевой па­ хоты (1956 г.) был равен 0,13, а на целине (сенокос) и стерне пшеницы соответственно 0,67 и 0,52. Средняя площадь водосбо­ ра, распаханная на зябь,— важный показатель, определяющий значение и коэффициент склонового стока.

3.6. Весенний склоновый сток с различных сельскохозяйственных угодий Изучение влияния/ наиболее распространенных в сельском хо­ зяйстве приемов агротехники на весенний склоновый сток про­ водилось в Северной Кулунде, у с. Зятьково Купинского района Новосибирской области. На экспериментальном участке в осен­ ние периоды 1962 и 1963 гг. нами было оборудовано девять сто­ ковых площадок размером 800 м2 (2 0X 4 0 м). Почвы на всех площадках представлены среднегумусными южными чернозема­ ми (суглинки), площадки различались лишь характером обра­ ботки (по две площадки со стерней пшеницы, одна площадка была вспахана на зябь).

Наблюдения над склоновым стоком с этих угодий и факто­ рами, его обусловливающими, проводились в весенние периоды 1963 и 1964 гг. Измерялись температуры воздуха, количество осадков, влажность почвы, запасы воды в снеге, весенний сток.

Глубина промерзания почвы принята по данным Купинской аг­ рометеостанции, расположенной в 500 м от экспериментального участка.

Температура воздуха измерялась в четыре срока (1, 7, и 19 ч). Количество атмосферных осадков определялось осадко мером Третьякова. Влажность почвы определялась по слоям до глубины 0,5 м (в 1964 г. пробы отбирались до глубины 100 см).

Запасы воды в снеге определялись с помощью снегомерных съемок по поперечникам. Сток измерялся объемным методом.

Распределение снежного покрова перед снеготаянием на пло­ щадках в 1963 г. было более или менее равномерным. Запасы воды в снеге были близки к среднемноголетним (70—80 мм).

Некоторые отклонения отмечались лишь на площадках 2а (па­ хота безотвальная) и 4а (пар чистый), где запасы воды состав­ ляли соответственно 103,5 и 59,5 мм. Глубина промерзания поч­ вы в 1963 г. была равна 120 см. Продуктивная влага в верхнем полуметровом слое определялась на трех площадках (1, 2, 3) и составляла от 53 до 74 мм [130].

Весной 1963 г. снеготаяние на стоковых площадках проходи­ ло исключительно при ясной погоде, а весной 1964 г., наоборот, преобладала пасмурная погода. При этом отмечалась большая интенсивность снеготаяния и были явно выражены суточные вол­ ны в стоке с площадок (рис. 3.6). Однако объем этих волн и их максимумы на различных угодьях были неодинаковыми. Так, например, на стерне пшеницы лущеной и нелущеной (площад­ ки 1, 1а, 3, За,) и на пару (площадки 4, 4а) максимум половодья был отмечен 8 апреля. На отвальной пахоте (зябь) и безот­ вальной (площадки 2, 2а и 5) максимальный расход зарегистри­ рован лишь 11 апреля и паводочная волна была значительно ни­ же, чем на других стоковых площадках (стерня и чистый пар).

см 3 с °С / Р и с. 3.6. Температура в о зд у ха и сток со стоковы х площадок, с. Зятьковка Купинского района Новосибирской области, 1963 г.

1 — ст ер н я н е л у щ е н а я, 2 — з я б ь б е з о т в а л ь н а я, 3 — с т ер н я л у щ е н а я, 4 — чи сты й п ар, 5 — з я б ь о т в а л ь н а я.

Из материалов наблюдений [133] видно, что лишь половина общих запасов воды в снеге идет на формирование стока и ув­ лажнение верхнего полуметрового слоя почвы. Остальная часть снеговой воды расходуется, по-видимому, на неучтенное нами испарение с поверхности снежного покрова и с оголенной почвы, а также на просачивание в слой.второго полуметра. Д ля выяс­ нения этого явления нами в 1964 г. был проведен отбор почвен­ ных проб на влажность до глубины 100 см (инфильтрация в мерзлую почву происходит в том случае, когда влажность поч­ вогрунтов ниже 60% НВ).

Величина поверхностного стока зависит от характера сель­ скохозяйственной обработки поля. Наиболее интенсивно снего­ вые воды поглощались на площадках, распаханных поперек скло­ на на зябь с отвалом и без отвала (площадки 2, 2а и 5). Коэф­ фициенты стока на этих угодьях составляли всего лишь 0,04— 0,05,' а слой стока 3—4 мм. Наибольшие коэффициенты стока в полевом эксперименте нами наблюдались по нелущеной стерне пшеницы (площадки 1 и 1а), где они составили 0,47 и 0,62 при слое стока соответственно 37,9 и 48,7 мм. На лущеной стерне пшеницы и на чистом пару (площадки 3, За и 4) коэффициен­ ты стока были от 0,19 (чистый пар) до 0,32 (лущеная стерня), а слой стока 14,9 и 26,7 мм соответственно.

т /с А п р ел ь Рис. 3.7. Склоновый сток с различных сельскохозяйственны х угодий, с. Зять ковка Купинского района Новосибирской области, 1964 г.

1 и 2 — 1-я и 2 -я п л о щ а д к и, с т е р н я п ш ен иц ы (н е л у щ е н а я ), 3 и 4 — 3 -я и 4 -я п л о щ а д ­ к и, стер н я к у к у р у з ы ( л у щ е н а я ).

Аналогичные материалы по весеннему поверхностному стоку с различных сельскохозяйственных угодий на том же экспери­ ментальном участке были получены весной 1964 г. (рис. 3.7).

Здесь снеговые воды наиболее интенсивно перехватывались так­ же на безотвальной зяби при распашке поперек склона (пло­ щадки 5 и 6), где коэффициент стока составил всего лишь 0,02, а слой стока 0,6—0,9 мм. Наибольшие коэффициенты стока в эксперименте 1964 г. были отмечены на нелущеной стерне пше­ ницы (площадки 1 и 2), где они составили 0,38 и 0,73, а слой стока 26,8 и 21,3 мм. Сравнительно большая разница (в 2—3 ра­ за) между значениями стока со стерни кукурузы и со стерни пшеницы объясняется также различиями в основной обработке.

Стерня пшеницы была нелущеная, а стерня кукурузы — лущ е­ ная. Этим же обстоятельством определяется и разница в макси­ мальных снегозапасах на данных угодьях. Следовательно, весен­ ний сток зависит в основном от характера основной обработки почвы и применяемой агротехники. Поперечная зяблевая вспаш­ ка в большей степени регулирует поверхностный сток, чем стер­ ня и поля, занятые чистым паром.

Приведенные значения склонового стока с основных сельско­ хозяйственных угодий Северной Кулунды хорошо согласуются с результатами наших более ранних исследований на Приобском плато [125]. Регулирующее влияние зяби на сток на более изре­ занном Приобском плато ниже, чем в Северной Кулунде. Коэф­ фициенты и слой стока на зяби сравниваемых геоморфологиче­ ских районов Кулунды отличаются почти в 4 раза.

3.7. Сток с засоленных почв Полевой эксперимент по изучению режима весеннего склоново­ го стока с засоленных почв был поставлен в Центральной Ку­ лунде, у с. Зеленая Поляна Ключевского района Алтайского края. Д ля этой цели осенью 1962 г. было оборудовано четыре стоковых площадки площадью по 800 м2 (40X 20 м), из них две — на глубокостолбчатых солонцах и две — на содовых солон­ чаках с высокой степенью засоления. Все площадки имели есте­ ственный покров (целина).

Наблюдения за склоновым стоком с засоленных почв и фак­ торами, его обусловливающими, проводились автором весной 1963 г. в составе Кулундинской экспедиции Сибирского отделе­ ния АН СССР и были продолжены в 1967— 1970 гг. в составе Алтайской комплексной экспедиции МГУ (табл. 3.8).

Наблюдения проводились за температурой воздуха, количест­ вом осадков, влажностью почвы, запасами воды в снеге и сто­ ком на каждой площадке. Данные о глубине промерзания почвы взяты на Ключевской агрометеостанции.

Распределение снежного покрова на стоковых площадках к концу второй декады марта 1963 г. было неравномерным. Сне гозапасы на стоковых площадках колебались от 44,5 до 66,2 мм на солончаках и от 32,3 до 61,5 мм на солонцах. Снеготаяние в Центральной Кулунде весной 1963 г. было затяжным и преры­ вистым. Сток на всех площадках отмечен 18 марта. В результа­ те резкого похолодания 20 марта сток прекратился. На 4-й пло­ щадке (солонцы) его больше не было. На других же площадках основное половодье сформировалось 26 марта, когда температу­ ра воздуха в результате, общего потепления даже в ночное вре­ мя стала положительной (рис. 3.8). Коэффициенты стока на пло­ щадках солончаков составили 0,41 и 0,70, а слой стока соответ­ ственно 18,4 и-46,0 мм. Различие в стоке на солончаках объясня­ ется разными запасами воды на площадках (44,5 и 66,2 мм).

Таблица 3. Весенний склоновый сток на солончаках (1 -я и 2-я стоковые площадки) и на солонцах (3 -я и 4-я стоковы е площадки) С н его за ­ пасы + Н ом ер Коэффи­ осадки Год стоковой С то к, мм циент в п ериод площ адки сто ка с н е го т а я ­ н и я, мм 1963 1 18,4 0, 2 4 6,0 0,7 3 5,5 0,1 4 1,9 0, 1967 1 59 36,1 0, 62 42, 2 0, 3 10, 66 0, 4, 4 61 0,0 1968 1 32 16,4 0,5 2 28 20,1 0, 30 2,3 0, 25 0,0 4 1, 1969 1 114 64,5 0,5 2 110 63,8 0, 14, 3 119 0, 4 6,8 0, 61 33, 4970 1 0, 2 65 42,1 0, 8, 3 63 0, 68 4, 4 0,0 62,5 3 3, В среднем за 5 лет 1 0, 2 66,4 4 2,8 0, 3 61,8 8,1 0, 65,5 3, 4 0,0 В более ранних исследованиях автор установил, что водопро­ ницаемость солончаковых почв в Кулундинской степи лишь в первый час составляет около 4 мм. По мере дальнейшего ув­ лажнения водопроницаемость содовых солончаков резко изменя­ ется и уже к третьему часу опыта она падает до 2 мм/ч и ме­ нее [130, 133].

На солонцах весной этого же года получили результаты, весь­ м а отличные от рассмотренных выше. Несмотря на то что запасы воды на 3-й и 4-й площадках (солонцы) составляли 32,3 и 61,5 мм, т. е. были примерно такими же, как на 1-й и 2-й площадках (солончаки), коэффициенты стока на солонцах получались зна­ чительно меньше (0,17 и 0,03), а слой стока 5,5 и 1,9 мм. Эти данные показывают, что не следует ожидать существенного по­ вышения стока со среднестолбчатых и глубокостолбчатых солон цов даже после многоснежной зимы и влажной предшествующей осени. Так, например, весной 1969 г. при исключительно много­ снежной зиме (высота снежного покрова была более 100 см) поверхностный сток на солонцах составил 14,5 и 6,8 при коэф­ фициентах стока 0,12 и 0,06, а на солончаках 64,5 и 63,8, при коэффициентах стока 0,57 и 0,58.

Рис. 3.8. Температура во зд уха и склоновый сток с засоленны х почв, с. З еле­ ная Поляна Ключевского района Алтайского края, март 1963 г.

1 и 2 — 1-я и 2 -я п л о щ а д к и, со л о н ч аки, ц ел и н а, 3 и 4 — 3-я и 4 -я п л о щ а д к и, солонц ы, ц ел и н а.

Д ля анализа полученных фактических материалов по стоку с засоленных почв рассмотрим данные Алтайской комплексной экспедиции МГУ по механическому составу и водно-физическим свойствам засоленных почв опытного участка [130]. Глубоко­ столбчатым солонцам свойственна дифференцированность профи­ ля по механическому составу. Верхний надстолбчатый горизонт обеднен илистыми частицами. В нем преобладают крупнопыле­ ватая, а также песчаная фракции. Солонцы степных районов имеют в основном более легкий механический состав, их над столбчатые горизонты более опесчанеиы и содержат меньше ила, чем те же горизонты солончаков.

Содовые солончаки по механическому составу тяжелосугли­ нистые. Характерной особенностью механического состава’ их является малое содержание в них песка и высокое — пыли, что указывает на повышенную капиллярность и слабую водопрони­ цаемость.

Изменение водно-физических свойств по отдельным горизон­ там солонцов также подчеркивает дифференциацию строения их;

профиля. Это особенно четко отражают показатели объемной массы. Характерная для верхнего, надстолбчатого горизонта со­ лонцов небольшая объемная масса (0,92—0,99) свидетельствует о его слабой уплотненности. В связи с высокой порозностью (59,6—60,8% ) гумусовый горизонт глубокостолбчатых солонцов обладает хорошей влагоемкостыо и сравнительно небольшой влажностью завядания. Это обусловливает широкий диапазон активной влаги и ее высокую подвижность в гумусовом горизонте.



Pages:     | 1 || 3 | 4 |   ...   | 7 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.